Cisalhamento (geologia) - Shear (geology)
Em geologia , cisalhamento é a resposta de uma rocha à deformação, geralmente por tensão de compressão e forma texturas particulares. O cisalhamento pode ser homogêneo ou não homogêneo e pode ser cisalhamento puro ou cisalhamento simples . O estudo do cisalhamento geológico está relacionado ao estudo da geologia estrutural , microestrutura ou textura da rocha e mecânica da falha .
O processo de cisalhamento ocorre em rochas frágeis , frágeis-dúcteis e dúcteis . Em rochas puramente frágeis, a tensão compressiva resulta em fraturamento e falha simples .
Rochas
Rochas típicos de zonas de cisalhamento incluem mylonite , cataclasitos , S-tectonite e L-tectonite , pseudotachylite , certas brechas e altamente foliados versões das rochas de parede .
Zona de cisalhamento
Uma zona de cisalhamento é uma zona tabular a laminar, planar ou curviplanar composta de rochas que são mais tensas do que as rochas adjacentes à zona. Normalmente, este é um tipo de falha , mas pode ser difícil colocar um plano de falha distinto na zona de cisalhamento. As zonas de cisalhamento podem formar zonas de foliação , deformação e dobramento muito mais intensos . Engrenagens ou fraturas podem ser observadas dentro de zonas de cisalhamento.
Muitas zonas de cisalhamento hospedam depósitos de minério , pois são um foco para o fluxo hidrotérmico através de cinturões orogênicos . Eles podem frequentemente mostrar alguma forma de metamorfismo retrógrado de uma assembléia metamórfica de pico e são comumente metassomatizados .
As zonas de cisalhamento podem ter apenas polegadas de largura ou até vários quilômetros de largura. Freqüentemente, devido ao seu controle estrutural e presença nas bordas dos blocos tectônicos, as zonas de cisalhamento são unidades mapeáveis e formam descontinuidades importantes para separar os terrenos. Como tal, muitas zonas de cisalhamento grandes e longas são nomeadas, idênticas aos sistemas de falha.
Quando o deslocamento horizontal dessa falha pode ser medido em dezenas ou centenas de quilômetros de comprimento, a falha é chamada de megacashear. Megashears geralmente indicam as bordas de placas tectônicas antigas.
Mecanismos de cisalhamento
Os mecanismos de cisalhamento dependem da pressão e da temperatura da rocha e da taxa de cisalhamento a que a rocha está sujeita. A resposta da rocha a essas condições determina como ela acomoda a deformação.
Zonas de cisalhamento que ocorrem em condições reológicas mais frágeis (mais frias, menos pressão de confinamento ) ou em altas taxas de deformação, tendem a falhar por ruptura frágil; quebra de minerais, que são triturados em uma brecha com uma textura moída .
Zonas de cisalhamento que ocorrem em condições frágeis-dúcteis podem acomodar muitas deformações, atuando em uma série de mecanismos que dependem menos da fratura da rocha e ocorrem dentro dos minerais e das próprias redes minerais. As zonas de cisalhamento acomodam tensões compressivas por movimento nos planos de foliação.
O cisalhamento em condições dúcteis pode ocorrer por fratura de minerais e crescimento de limites de subgrãos, bem como por deslizamento de rede . Isso ocorre especialmente em minerais platy, especialmente micas.
Mylonites são essencialmente zonas de cisalhamento dúcteis.
Microestruturas de zonas de cisalhamento
Durante o início do cisalhamento, uma foliação plana penetrativa é primeiro formada dentro da massa rochosa. Isso se manifesta como realinhamento de características texturais, crescimento e realinhamento de micas e crescimento de novos minerais.
A foliação de cisalhamento incipiente normalmente se forma normal à direção do encurtamento principal e é diagnóstica da direção do encurtamento. No encurtamento simétrico, os objetos se achatam nesta foliação de cisalhamento da mesma forma que uma bola redonda de melaço se achata com a gravidade.
Dentro de zonas de cisalhamento assimétricas, o comportamento de um objeto submetido a encurtamento é análogo à bola de melaço sendo espalhada à medida que se achata, geralmente em uma elipse. Dentro de zonas de cisalhamento com deslocamentos pronunciados, uma foliação de cisalhamento pode se formar em um ângulo raso em relação ao plano bruto da zona de cisalhamento. Esta foliação se manifesta idealmente como um conjunto sinusoidal de folheações formadas em um ângulo raso com a foliação de cisalhamento principal, e que se curvam na foliação de cisalhamento principal. Essas rochas são conhecidas como tectonitos LS.
Se a massa rochosa começa a sofrer grandes graus de movimento lateral, a elipse de tensão se alonga em um volume em forma de charuto. Neste ponto, as folhas de cisalhamento começam a se decompor em uma lineação em bastonete ou em uma lineação de estiramento. Essas rochas são conhecidas como L-tectonitas.
Microestruturas de cisalhamento dúctil
Formam-se texturas muito distintas como consequência do cisalhamento dúctil. Um grupo importante de microestruturas observadas em zonas de cisalhamento dúctil são os planos S, planos C e planos C '.
- Os planos S ou planos de esquistossite são geralmente definidos por um tecido plano causado pelo alinhamento de micas ou minerais platinados. Defina o eixo longo achatado da elipse de deformação.
- Planos C ou planos de cisaillement formam paralelos ao limite da zona de cisalhamento. O ângulo entre os planos C e S é sempre agudo e define o sentido de cisalhamento. Geralmente, quanto menor o ângulo CS, maior a deformação.
- Os planos C ', também conhecidos como bandas de cisalhamento e tecidos de cisalhamento secundários, são comumente observados em milonitos fortemente foliados, especialmente filonitos , e se formam em um ângulo de cerca de 20 graus em relação ao plano S.
O sentido de cisalhamento mostrado pelas estruturas SC e SC 'corresponde ao da zona de cisalhamento em que são encontradas.
Outras microestruturas que podem dar sensação de cisalhamento incluem:
- veias sigmoidais
- peixe mica
- porfiroclastos girados
- boudins assimétricos (Figura 1)
- dobras assimétricas
Transpressão
Os regimes de transpressão são formados durante a colisão oblíqua das placas tectônicas e durante a subdução não ortogonal . Normalmente, é formada uma mistura de falhas de impulso oblíquo-deslizamento e falhas de ataque-deslizamento ou de transformação. Evidências microestruturais de regimes transpressionais podem ser lineações de rodding , milonitas , gnaisses estruturados de augen , peixes de mica e assim por diante.
Um exemplo típico de regime de transpressão é a zona de falha alpina da Nova Zelândia , onde a subdução oblíqua da placa do Pacífico sob a placa indo-australiana é convertida em movimento oblíquo de ataque-deslizamento. Aqui, a correia orogênica atinge uma forma trapezoidal dominado por oblíquas falhas splay , abruptamente-mergulhando reclinadas nappes e dobras avaria-curvatura.
O Xisto Alpino da Nova Zelândia é caracterizado por filito fortemente crenulado e cisalhado . Está sendo empurrado para cima a uma taxa de 8 a 10 mm por ano, e a área está sujeita a grandes terremotos com um bloco sul para cima e sentido de movimento oblíquo oeste.
Transtensão
Os regimes de tensão são ambientes tensionais oblíquos. Falha geológica oblíqua normal e falhas de destacamento em zonas de fenda são as manifestações estruturais típicas de condições de transtensão. Evidências microestruturais de transtension inclui rodding ou alongamento delineados , esticados porfiroblastos , milonitos, etc.
Veja também
- Limite convergente
- Crenulação
- Falha (geologia)
- Foliação (geologia)
- Microestrutura de rocha
- Particionamento de tensão
- Indicadores do sentido de cisalhamento: dextral e sinistral
Referências
Diagramas e definições de cisalhamento ( Wayback Machine ), da University of the West of England , Bristol. Cópia do arquivo incompleta, 31/12/2012.